Файл: Количественные методы в мелиорации засоленных почв..pdf

занное выше положение можно выразить в виде неравен­ ства

констант», описанных в §2. Следует понимать, что крити­ ческим значением параметра называется такая его величи­ на, при которой достигается критический солевой режим, в то время как остальные параметры системы «почва —- грун­ товая вода» являются неизменными. Следовательно, можно не допустить возникновения солевого режима выше крити­ ческого изменением не только критического параметра, но и других параметров, влияющих на данный режим.

а. К рит ическое испарен и е.

Очевидно, при постоянстве остальных факторов водно­ солевого режима испарение грунтовых вод может достиг­ нуть такого значения, когда соли будут накапливаться в почве выше допустимого предела. Таким образом, существу­ ет и критический предел величины испарения— qKp. Из формулы (11.3.1) вытекает, что испарение является самым существенным фактором засоления, так как входит в пока­ затель экспоненты; критическая величина испарения мо­ жет быть вычислина по формуле

Величина критического испарения будет различна для разных почвенно-географических зон, разных гидрогеологи­ ческих условий.

б. К рит ическая гл уби н а за л ега н и я грунтовых вод.

Анализ физического механизма процессов солепереноса

впочвах и грунтовых водах позволяет сделать вывод, что

вмелиорации следует пользоваться двумя понятиями кри­

тической глубины: 1) к р и т и ч е с к а я г л у б и н а и с п а ­ р е н и я , при которой испарение грунтовых вод практиче­ ски равно нулю; 2) к р и т и ч е с к а я г л у б и н а з а с о л е ­ н и я , та минимально возможная глубина уровня грунто­ вых вод, при которой максимальная концентрация солей в почве при данных природных условиях не превышает поро­ га токсичности солей для данной культуры. Критическая

69

глубина испарения может быть найдена по эксперименталь­ ной кривой, отражающей интенсивность испарения от глу­ бины залегания грунтовых вод, т. е. функцию д(А). Сопо­ ставление кривых q(А), которые были получены исследова­ телями для различных природных условий (Керзум, 1957; Крылов, 1959), показало, что эти кривые аналитически можно представить в виде зависимости

Здесь д0— максимальная величина суммарного испарения (эвапотранспирация) с единицы площади поля, определенная в данном районе. В первом приближении до можно прини­ мать как величину испарения с открытой водной поверх­ ности.

Рис. 6. Зависимость скорости испарения от глубины залегания грунтовых вод.

Для поливных районов Средней Азии и юга Казахстана величина п изменяется приблизительно в пределах от 1 до 3, а а от 5 до 30 и зависят от физических свойств почв и типа культур.

Кривая, показывающая зависимость д(Д) и представ­ ленная на рис. 6, приближенно описывается уравнением

_Д!

д(Д)=д0е 5.

Если принять, что 1% от максимально определенного в

70

данном районе испарения практически можно считать за нуль, то критическая глубина испарения До будет соответст­ вовать этому случаю. На рис. 6 один процент от максималь­ ного испарения составляет приблизительно 100 м3 на гектар в год, этой величине соответствует До, равная приблизитель­

но 6 м.

С. Ф. Аверьянов (1965) выражает зависимость q(Д) сле­ дующей формулой:

д \л

д(Д) = д0 11—

где 1 < п < 3 . Эта формула показывает практически линей­ ную зависимость величины испарения от глубины залега­ ния грунтовых вод и не отражает факта быстрого увели­ чения испарения при достижении капиллярной каймой корнеобитаемой зоны почв. По-видимому, в формуле С. Ф. Аверьянова показатель степени п необходимо ставить не для всей скобки, а только к отношению Д/До, так как эта формула в данном случае будет выражать два первых чле­ на разложения в ряд выражения (И.3.4) при До, равной а. Кроме того, испарение грунтовых вод происходит на любой глубине их залегания и не может быть равным нулю. Поэто­ му формула (П.3.4), очевидно, более адекватно отобража­ ет процесс испарения в зависимости от глубины залегания грунтовых вод.

Таким образом, для определения До на массивах оро­ шения необходимо проводить специальные исследования для установления функции д(Д). Это амплуа физики почв и мелиораторы вправе требовать от специалистов по физике почв точного определения До.

Вполне очевидно, что засоления почв может не происхо­ дить, если уровень грунтовых вод превышает критическую глубину испарения. Для определения критической глубины засоления можно воспользоваться формулой (П.3.4). Если допустить, что д(Д) приняло критическую величину дкр, то ему будет соответствовать критическая глубина засоления

(П.3.5)

Чтобы выявить связь между Дкр и До, можно в формулу Аверьянова также вместо q(A) подставить дкр.. Тогда

(П.3.6)

71

т. е. в зависимости от природных условий Дкр изменяется

впределах (0—1) - Л0; Акр может быть равным нулю, когда

отношение — =1. Это значит, что грунтовые воды могут

? о

выходить на дневную поверхность и не засолять почву, что и наблюдается в северных районах Земли. Инфильтрация атмосферных осадков и поливы понижают содержание со­ лей в почве. Чтобы учесть влияние инфильтрации при опре­ делении критической глубины засоления в первом прибли­ жении, можно от величины критического испарения вы­ честь величину инфильтрующихся поливных вод и осадков, тогда формула (П.3.6) примет вид

При проектировании промывного режима орошения соот­ ношение (П.3.7) следует принимать во внимание.

в. К рит ическая скорост ь потока грунтовых вод.

При выводе формул для расчета критической скорости в работах Э. А. Соколенко (1964, 1972) предполагалось, что конвективный перенос солей во много раз преобладает над диффузией, т. е. параметр Р е для потока грунтовых вод больше единицы. Для случаев, когда конвекция соизмерима с диффузией, величину икр можно найти из формулы

(П.3.1), если y(h, х) = у кр, то

г. Д р уги е крит ические константы.

Формула (П.3.1) позволяет определить каждый из фак­ торов, который может оказаться критическим с позиций за­ соления. В принципе критической величиной может ока­ заться х (расстояние от области питания грунтовых вод), высота капиллярного поднятия h k, критические значения могут иметь коэффициенты диффузии Du D2, критической может быть входная минерализация потока грунтовых вод Со. Эти положения хорошо изложены П. А. Керзумом (1957): «Каждый из факторов засоления имеет свои критические величины при данном сочетании всех остальных факторов». Например, если критический режим засоления является следствием повышенного испарения (? > д кр), то концент­

рацию почвенного раствора можно понизить не только за

72

счет уменьшения испарения ниже критического (путем по­ нижения уровня грунтовых вод), но также и увеличением скорости фильтрации грунтовых вод с помощью дренажа. При новой скорости грунтовых вод, очевидно, изменится величина критического значения испарения. Отсюда сле­ дует, что в мелиорации за основу необходимо принимать критический солевой режим; подбор параметров системы, при которых этот режим не достигается, определяется эко­ номическими соображениями.

В заключение этой главы хотим обратить внимание на обстоятельство, о котором следовало, быть может, огово­ риться еще в первой главе. Нетрудно заметить, что при вы­ воде уравнения баланса грунтовых вод не принималась во внимание вертикальная составляющая скорости потока грунтовых вод. И если для определения положения свобод­ ной поверхности потока это допущение не играет особой роли (известно, что решение уравнения Буссинеска доста­ точно хорошо согласуется с экспериментальными данными), то иначе обстоит дело для процессов конвективной диффу­ зии солей в потоке грунтовых вод, особенно в тех случаях, когда существуют заметные градиенты концентрации по высоте потока. Например, часто встречающееся на прак­ тике увеличение минерализации вблизи зеркала грунто­ вых вод.

Учесть влияние вертикальной скорости конвекции солей

уравнения конвективной диффузии (1.3.28). При этом реше­ ние для стационарного распределения концентрации солей в почвенном растворе, соответствующее решению (1.4.16), имеет вид (в случае v h= const):

!<*• + I ^ T - 2 - +

В этой формуле, так же, как и в формуле (1.4.16), макси­ мальное значение концентрации солей в почвенном раство­ ре достигается на поверхности капиллярной каймы (h —h k),

73

но распределение солей по мере удаления от входа потока (х = 0) существенно иное. Так, например, при £ = 1,35 нахо­ дим из формулы (II.3.9), что для ц= 0,67 происходит увели­ чение концентрации солей на поверхности потока (Ре = 0) в 5 раз, для ц= 0,9 — в 4 раза по сравнению с начальной — Со

соответственно для |i= 0,9, ц= 0,67 и ц= 0. Таким образом, приходим к несколько неожиданному выводу о том, что возрастание вертикальной составляющей скорости конвек­ ции солей в направлении от водоупора к дневной поверхно­ сти в потоке грунтовых вод приводит к уменьшению засо­ ления последними почвенного слоя. В связи с этим особый интерес приобретает проблема определения фактической скорости конвекции ионов солей при прохождении раство­ ров через пористые среды, так как известно, что она, вооб­ ще говоря, не совпадает (обычно меньше) со скоростью движения растворителя, в данном случае воды. Вертикаль­ ную составляющую скорости потока грунтовых вод v hVmB при испарительном режиме (для случая однородных изотроп­ ных водопроводящих пород) можно определить в первом

приближении по формуле иЛгв = fr _» где q — скорость ис-

■£*ср

парения; Нср — средняя толщина потока грунтовых вод на

крайней мере, для легкорастворимых, подвижных солей), что скорость конвекции солей в потоке грунтовых вод близка к скорости фильтрации воды (т. е. v h-^ v hT-B),To для определения «критических» значений различных факторов (в случае глубоких водоупоров) целесообразнее воспользо­ ваться формулой (II.3.9), а не (П.3.1), полагая [х=0,8ч-0,9. Поскольку формулы (П.3.3) и (П.3.8) в этом случае не при­ годны, можно поступить следующим образом. Задав изве­ стные параметры, вычисляем максимальную концентрацию почвенного раствора y ( h k, ж) для различных значений иско­

вет будет всегда однозначным, так как правая часть равен­ ства (П.3.9) монотонна относительно £, д, А и Du Например, задав величины Du D2, v x,x , hk, у кр, ц = 0,85, произведя вы­

числения y{hk, х) по формуле (П.3.9) последовательно для различных q находим, что y(hk, х)= укрпри некотором значе-

74